Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 510, № 1, стр. 11-17

Эоловый массив “Пески”¹¹ размером около 4.5 × 10 км расположен в центральной части Чарской впадины, на левобережье р. Чары, между двух ее притоков – рек Верхний и Средний Сакукан (рис. 1). Он является особо охраняемой природной территорией Забайкальского края и имеет статус комплексного памятника природы регионального значения с 1980 г. [1]. Это самый крупный массив незакрепленного эолового рельефа, где представлены барханы и барханные цепи высотой до 40–45 м и протяженностью до 500–700 м, чередующиеся с межгрядовыми понижениями и котловинами выдувания [2, 3].

Рис. 1.

Схема расположения эолового массива “Пески” Чарской впадины. 1 – эоловый массив, 2 – горные пики, 3 – озера, 4 – реки, 5 – пороги.

Чарская впадина расположена в верхнем течении р. Чара (левый приток р. Олёкма) между хребтом Кодар с северо-запада и Каларским и Удоканским хребтами с юго-востока (рис. 1). При общей протяженности порядка 125 км впадина начинается в окрестностях двух озер – Большое Леприндо и Леприндокан на юго-западе, а заканчивается на северо-востоке в пяти км к югу от Сулуматского порога. Представляя собой относительно просто очерченную депрессию, вытянутую в северо-восточном направлении, она считается последней хорошо развитой в морфологическом отношении впадиной байкальского типа в рельефе восточного фланга Байкальской рифтовой зоны, так как следующую за ней к востоку Токкинскую впадину трудно отнести к крупным рифтам – она имеет эмбриональный характер [3, 4].

На юго-западе Чарская впадина отделена горной междувпадинной перемычкой от Муйской рифтовой впадины, хотя структурно связана с ней через Куандинскую и Сюльбанскую впадины-сателлиты, а на северо-востоке отделена невысокой междувпадинной перемычкой от Токкинской впадины. Горная перемычка между Чарской и Муйской впадинами обладает многочисленными следами живой тектоники и характеризуется повышенной сейсмической активностью, что, по мнению В.П. Солоненко и соавт. [4], объясняется “схождением” здесь нескольких крупных кайнозойских разломов.

Геоморфологические ландшафты Чарской впадины чрезвычайно молоды. В них отражены многочисленные свидетельства продолжающегося развития рифтогенного рельефа [3]. Новейшая структура тектонического рельефа впадины и ее горного окружения рассмотрена в [5].

Мощность осадочных отложений Чарской впадины оценивается в 1500–2000 м, а их общий объем достигает 2700 км³ [6]. Описание строения разрезов рыхлых отложений впадины, в том числе и массива “Пески”, приведены в ([3, 7–9] и др.).

История исследований массива “Пески”, а также существующие взгляды на время его образования и механизмы формирования (аллювиальный, пролювиальный, аллювиально-пролювиальный, аллювиально-озерный, флювиогляциальный, озерно-ледниковый, эоловый) слагающих его песков обсуждаются в [10].

Несмотря на большой объем данных, полученных для позднекайнозойских песчаных отложений Чарской впадины, вопрос об их источниках остается открытым. На основании первых результатов Sm–Nd-исследований песков этого массива было высказано предположение, что их главными источниками послужили палеопротерозойские терригенные породы удоканской серии [11], которые в свою очередь сформировались благодаря разрушению архейских магматических пород Чара-Олёкминского геоблока Алданского щита и пород ювенильной континентальной коры палеопротерозойских орогенов, располагавшихся, вероятно, в его южном и западном обрамлении (в современных координатах) [12].

В настоящей работе представлены результаты U–Th–Pb (LA-ISP-MS)-геохронологических исследований детритового циркона из отложений массива “Пески”, которые позволяют во многом дополнить существующую информацию об их источниках.

Для U–Th–Pb (LA-ISP-MS)-геохронологических исследований были отобраны три пробы песков, места отбора которых и их координаты, показаны на рис. 2. Выделение детритового циркона из этих проб проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Изучение морфологических особенностей циркона осуществлялось с помощью сканирующего электронного микроскопа “TESCAN” VEGA3 в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции. Геохронологические исследования проводились только для детритового циркона из размерных фракций более 50 мкм.

Рис. 2.

Схема геологического строения западной части Алданского щита по [20]. 1 – кайнозойские платобазальты (N₂-Q); 2 – кайнозойские песчаные отложения рифтовых впадин; 3 – мезозойские, палеозойские и верхнепротерозойские платформенные отложения; 4 – фанерозойские гранитоиды; 5 – палеопротерозойские граниты кодарского комплекса; 6 – метаосадочные породы удоканской серии; 7 – слабо метаморфизованные осадочные и вулканические породы зеленокаменных поясов субганского комплекса; 8 – мезо- и палеорхейские тоналит-трондьемитовые ортогнейсы и мезоархейские интрузивные гранитоиды Чаро-Олёкминского геоблока Алданского щита; 9 – зона сочленения Алданского щита и Центрально-Азиатского подвижного пояса (Становой структурный шов); 10 – Селенгино-Становой супертеррейн Центрально-Азиатского подвижного пояса; 11 – Байкальская складчатая область; 12 – разрывные нарушения; 13 – места отбора проб для геохронологических исследований: СТМ-29 (координаты: 56°52′37.5″с.ш и 118°10′57.6″ в.д); СТМ-30 (координаты: 56°51′57.4″ с.ш. и 118°10′13.3" в.д.); СТМ-31 (координаты: 56°51′43.0″ с.ш. и 118°09′41.3″ в.д.). Римскими цифрами в кружках обозначены рифтовые впадины: I – Чарская, II – Токкинская, III – Каларская.

U–Th–Pb (LA-ICP-MS)-геохронологические исследования циркона выполнены в ИГГД РАН с помощью системы лазерной абляции NWR-213 с камерой TwoVolumeTwo, совмещенной с ICP-масс-спектрометром ELEMENT XR. Диаметр “пучка” лазера составлял 25 мкм, длительность измерения – 100 с (40 с – холостой по газу, 60 с – абляция). Калибровка производилась по стандартному циркону GJ-1 [13]. Для контроля качества аналитических данных использованы стандартные цирконы Harvard 91500 и Plešovice. Для стандартного циркона Harvard 91500 в ходе исследований получены средневзвешенные оценки возраста по отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 1068 ± 5 млн лет (2σ, n = 40, СКВО = 0.44, вероятность = 0.999) и по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U 1067 ± 6 млн лет (2σ, n = 40, СКВО = 0.080, вероятность = 1.000). Для стандартного циркона Plešovice в ходе исследований получена средневзвешенная оценка возраста по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U 336 ± 2 млн лет (2σ, n = 43, СКВО = 0.23, вероятность = 1.000). Полученные для стандартных цирконов значения возраста хорошо совпадают с рекомендованными данными (Harvard 91500: ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb – 1066.01 ± 0.61 млн лет, ²⁰⁶Pb/²³⁸U – 1063.51 ± 0.39 млн лет; Plešovice: ²⁰⁶Pb/²³⁸U – 337 ± 2 млн лет) [14]. U–Th–Pb-изотопные отношения рассчитаны в программе GLITTER 4.0 GEMOC [15]. Поправки на обычный свинец вводились с помощью программы ComPb [16]. Расчет конкордантных возрастов производился в программе IsoplotR [17]. Для построения гистограмм, кривых относительной вероятности распределения возрастов и расчета максимумов возрастов [18] использованы только конкордантные оценки возраста циркона.

Полученные результаты приведены на рис. 3. Они показывают, что в отложениях эолового массива “Пески” среди детритового циркона из крупной фракции доминирует циркон с возрастами 263–265 и 1861–1864 млн лет. Только для отдельных зерен циркона получены архейские оценки возрастов.

Рис. 3.

Гистограммы распределения возрастов и кривые относительной вероятности возрастов детритового циркона из отложений эолового массива “Пески”.

Циркон с возрастами 263–265 и 1861–1864 млн лет представлен слабо окатанными и практически неокатанными кристаллами. Большинство из них характеризуются отчетливо выраженной тонкой и грубой осцилляторной зональностью, характерной для циркона магматического генезиса. Кроме того, в них присутствуют частично и полностью раскристаллизованные расплавные включения.

Не вызывает сомнений, что источником детритового циркона с возрастом 1861–1864 млн лет послужили граниты кодарского комплекса (1864–1876 млн лет, [19]), крупные массивы которых обрамляют Чарскую впадину и слагают водоразделы Кодарского и Удоканского хребтов (рис. 3). Источник детритового циркона с возрастом 263–265 млн лет остается загадкой. На территории Алданского щита массивы гранитоидов такого возраста не известны. Они широко распространены в его западном обрамлении. То есть можно предполагать, что его перенос осуществлялся субширотными (в современных координатах) магистральными реками. Удивляет, что среди детритового циркона из крупной фракции очень мало зерен циркона докембрийского возраста, хотя выходы раннедокембрийских пород окружают Чарскую впадину и, также как массивы гранитоидов кодарского комплекса, расположены на обрамляющих ее с севера и с юга хребтах. Вполне возможно, что циркон этого возраста присутствует в “мелких” фракциях, изучение которого не представляется возможным в силу технологических особенностей использованного метода геохронологических исследований.

С первого взгляда, полученные данные не совпадают с результатами ранее выполненных Sm–Nd-изотопно-геохимических исследований песчаных отложений эолового массива [11]. Причина этого состоит в разной разрешающей возможности Sm–Nd- и U–Th–Pb (LA-ICP-MS)-методов. В обычной практике для U–Th–Pb (LA-ICP-MS)-геохронологических исследований используют зерна циркона размером более 50 мкм. Другими словами, циркон из более мелких фракций, доля которого в каждой конкретной пробе может достигать 50%, остается вне поля нашего внимания, хотя он может нести очень важную геохронологическую информацию о его источниках. Кроме того, для интерпретации геохронологических данных, полученных U–Th–Pb (LA-ICP-MS)-методом, используют только конкордантные или субконкордантные оценки возрастов циркона. Однако существуют магматические комплексы, в породах которых присутствует циркон, для которого в принципе невозможно получить конкордантные оценки возраста, что также вносит определенные ограничения в интерпретацию результатов геохронологических исследований детритового циркона.

Sm–Nd-метод позволяет получить информацию о среднем модельном возрасте пород, слагающих области сноса, т.е. учитывать вклад практически всех пород, принимающих участие в их геологическом строении, в том числе обладающими контрастными изотопными характеристиками. Таким образом, наиболее рациональным подходом к идентификации источников и определению областей сноса терригенного материала, исходного для осадочных пород разного возраста, является комплексное использование Sm–Nd-изотопно-геохимических и U–Th–Pb (LA-ICP-MS)-геохронологических исследований.